Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2003. Vol. 28, pp. 79-105
ISSN: 0213-4497
Geomorfologia e geologia regional do sector
de Porto–Espinho (W de Portugal):
implicações morfoestruturais na cobertura
sedimentar cenozóica
Regional geomorphology and geology from the
Porto–Espinho sector (W Portugal):
morphostructural implications to Cenozoic
sedimentary cover
ARAÚJO, M. A.1; GOMES, A.1; CHAMINÉ, H. I.2; FONSECA, P. E.3; GAMA PEREIRA, L.
C.4 & PINTO DE JESUS, A.5
Abstract
One of the most common characteristics of the Portuguese littoral is the existence of a
planed surface (the so-called “littoral platform”), situated at different altitudes and bordered from the inland by a straight relief, strongly contrasting with that planed surface.
This one is generally covered with several outcrops of the so-called Plio-Pleistocene
deposits. Till the eighties this platform has been interpretated as stable staircase of old
marine levels, registering in a passive way the eustatic variations. The rigid step bordering it easterly should be a fossil cliff. However, our study has proved that many of these
deposits have a continental origin. These continental deposits have fluvial or alluvial fan
facies and they are lying above 40 meters. Marine deposition seems to be quite rare and
it only occurs on a small western area, beneath the altitude of 40 meters, and developing
into three different marine levels. There is a rigid step between the two kinds of deposits. We think that the clear geometric separation between these deposits together with
this rigid step, indicates the results from tectonic activity. It seems that the sea must have
touched only the western part of this surface, when neotectonic movements lowered it
down. There are more evidences for neotectonic movements: a) there are faults (mainly
inverse faults) affecting the higher deposits of this littoral platform; b) the same marine
level seems to appear at different altitudes, developing an irregular pattern with a general trend dipping from the North to the South.
Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2003. Vol. 28, pp. 79-105
The tectonic situation seems to be related to the position of the area including two main
zones of the Iberian Massif and the Porto-Tomar shear zone. The geomorphology and
the late tertiary and quaternary deposits can help in the definition of the sense and
amplitude of recent tectonic movements. However, in order to achieve such a goal, the
interference between several kinds of phenomena (tectonics/epeirogenesis, climate, sea
level) must be studied with sufficient detail.
Key words: Littoral platform; marginal relief; alluvial fan; marine deposits; Quaternary;
neotectonics, Porto-Tomar shear zone.
(1) Gabinete de Estudos de Desenvolvimento e Ordenamento do Território (GEDES) e Departamento de
Geografia, Faculdade de Letras da Universidade do Porto. Via Panorâmica, s/n, 4150-564 Porto. Portugal.
(2) Departamento de Engenharia Geotécnica do Instituto Superior de Engenharia do Porto. Rua Dr. António
Bernardino de Almeida, 431, P-4200-072 Porto. Portugal, e Centro de Minerais Industriais e Argilas da
Universidade de Aveiro.
(3) Departamento de Geologia, Faculdade de Ciências da Universidade de Lisboa. Laboratório de
Tectonofísica e Tectónica Experimental (LATTEX). Ed. C2-5º piso, Campo Grande. 1749-061 Lisboa,
Portugal.
(4) Departamento de Ciências da Terra e Centro de Geociências (GMSG), Universidade de Coimbra. 3000272 Coimbra, Portugal.
(5) Departamento de Geologia, Faculdade de Ciências da Universidade do Porto e Centro de Geologia da
Universidade do Porto (GIMEF, GIPEGO). Praça de Gomes Teixeira. 4099-002 Porto, Portugal.
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1. INTRODUÇÃO
Um dos traços comuns a quase todo o
litoral português é a existência de uma
faixa aplanada, designada como “plataforma litoral”, com largura e altitude variáveis, que bordeja quase todo o litoral,
limitada, para o interior, por um rebordo,
rigidamente alinhado e contrastante com a
referida área aplanada. Essa plataforma
está geralmente organizada em patamares
e suporta depósitos com características
muito variadas.
A explicação tradicional veiculada nos
anos quarenta (e.g., RIBEIRO et al., 1943;
TEIXEIRA, 1949) que identificava estes
patamares como níveis de praias antigas
(figura 1), atestando as variações eustáticas
do Quaternário, limitados, para o interior,
por uma arriba fóssil foi aceite, na comunidade científica, até meados dos anos
1980. Os anos posteriores assistiram a
uma modificação sensível na visão que se
tinha da plataforma litoral portuguesa.
Das ideias de um eustatismo estrito, combinado com uma pretensa estabilidade do
continente, passou-se a uma visão mais
complexa e mais dinâmica. É essa visão
Geomorfologia e geologia regional 81
multisciplinar que pretendemos ilustrar,
apontando, também, algumas das pistas a
explorar no futuro.
2. MORFOLOGIA
No mapa da figura 2 é possível apreciar
o desenvolvimento topográfico da faixa
litoral situada nas proximidades da cidade
do Porto. A sua análise permite concluir
pela existência de uma faixa aplanada, desenvolvendo-se a partir de altitudes próximas dos 125m, mas que parece subir um
pouco para Sul, atingindo os 150m no limite Sul da área representada. Também é possível verificar que o relevo que delimita a
plataforma para o interior (“Relevo
Marginal”; ARAÚJO, 1991) tem um desenvolvimento bastante rectilíneo a sul do
Douro. O relevo marginal assume frequentemente, no seu conjunto, direcções submeridianas. Porém, em mapas de maior escala
pode ver-se que essa direcção de conjunto
mascara a existência de tramos com orientações diversas, de NNW a NNE. Isto significa que se trata de rejogos das antigas
direcções variscas, como aliás, é típico do
estilo tectónico do Maciço Hespérico.
Figura 1. Corte que resume a explicação tradicional da organização do relevo nos arredores do
Porto, segundo O. RIBEIRO et al. (1943).
82 Araújo et al.
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Figura 2. Mapa hipsométrico da área entre a cidade do Porto e a lagoa de Esmoriz, com base nas
curvas de nível da Carta Corográfica de escala 1:50000 (folhas 9A, 13A); Equidistância = 25m.
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A plataforma litoral suporta, frequentemente, numerosos afloramentos de
depósitos genericamente classificados
como “plio-plistocénicos” nas cartas geológicas de escala 1.50 000. Na figura 2
observa-se o desenvolvimento topográfico
da faixa litoral situada nas proximidades
da cidade do Porto. É possível identificar
três grandes conjuntos:
1 - área acima dos 130m (relevo marginal);
2 - área situada entre 130 e 50m (onde,
como veremos, ocorrem os depósitos de
fácies fluvial);
3 - área situada abaixo de 50m (onde
ocorrem os depósitos de fácies marinha).
A figura 3 foi construída a partir do
registo, numa folha de cálculo (‘Microsoft
Geomorfologia e geologia regional 83
Excel’), das altitudes máximas da plataforma litoral e do relevo marginal em
cada quadrícula de 1km de lado definido
nas cartas topográficas 1:25 000. Nesta
figura é possível verificar que, de um
modo geral, o topo da plataforma litoral
e do relevo marginal estão mais altos a
Sul do Douro e parecem continuar a subir
para Sul. Porém, essa subida não se faz
dum modo contínuo. A partir do ponto
em que se atingem cerca de 34km de distância à foz do Rio Ave, existe um ressalto que soergue o topo do relevo marginal.
Também se verifica que este relevo não é
contínuo, antes parece corresponder a
segmentos separados por colos relativamente deprimidos.
Figura 3. Desenvolvimento do relevo marginal e do topo da plataforma litoral ao longo do litoral
estudado.
84 Araújo et al.
3. ENQUADRAMENTO GEOLÓGICO
Do ponto de vista geológico a região
entre Porto e Espinho integra-se numa
faixa metamórfica, de direcção geral
NNW–SSE, que se prolonga desde os
arredores do Foz do Douro (Porto) até
Tomar (RIBEIRO et al., 1979, 1990,
1995; GAMA PEREIRA & MACEDO,
1983; GAMA PEREIRA, 1987;
CHAMINÉ, 2000), e se designa por faixa
de cisalhamento de Porto–Tomar (DIAS &
RIBEIRO, 1993). Esta faixa envolvendo
terrenos do Proterozóico médio-superior
(e.g., GAMA PEREIRA, 1987; BEETSMA, 1995; NORONHA & LETERRIER,
2000), faz parte do Terreno Autóctone
Ibérico, e inclui-se na Zona de OssaMorena [ZOM] (RIBEIRO et al., 1990);
contactando localmente a oriente, por
intermédio da faixa blastomilonítica de
Oliveira de Azeméis (RIBEIRO et al.,
1980), com a Zona Centro-Ibérica [ZCI]
da Cadeia Varisca Ibérica.
Definiram-se, recentemente, as seguintes unidades tectonoestratigráficas incluídas, do ponto de vista geotectónico, no
bordo da ZOM (CHAMINÉ, 2000;
NORONHA & LETERRIER, 2000, e
para pormenores sobre a sistematização
tectonoestratigráfica e o enquadramento
cartográfico regional consultar, neste volume, o trabalho de CHAMINÉ et al.
(2003), a saber: I) sector do Porto, situado
junto à orla litoral entre a foz do rio Douro
e o Forte S. Francisco Xavier. Neste sector
afloram metamorfitos que se incluem em
duas unidades tectonoestratigráficas: a
Unidade de Lordelo do Ouro (micaxistos e
quartzo-tectonitos) e a Unidade dos
Gnaisses da Foz do Douro (gnaisses, mig-
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matitos e blastomilonitos). Estas unidades
definem no seu conjunto o designado
Complexo Metamórfico da Foz do Douro
(NORONHA & LETERRIER, 2000)
parte integrante do bordo oeste da ZOM;
II) sector de Espinho–Albergaria-a-Velha:
para a ZOM, as Unidades de Lourosa inferior e superior, a Unidade de Espinho e a
Unidade de Arada (unidades do parautóctone e autóctone relativo), e a Unidade de
Pindelo bem como a Unidade de S. Joãode-Ver como unidades do alóctone; ii) para
a ZCI, a Unidade de Carvoeiro e a
Unidade do Quartzito ‘Armoricano’ de
Caldas de S. Jorge, como unidades do
parautóctone.
A faixa de cisalhamento de Porto–
Albergaria-a-Velha (s.str.) corresponde a
uma faixa com uma série de acidentes tectónicos de 1ª e de 2ª ordem de extensão
local de ca. 90km por ca. 3km de largura.
Estas falhas são caracterizadas por corresponderem a cisalhamentos, de direcção NS a NNW-SSE, com movimentação direita por vezes muito forte consoante o comportamento reológico do material face à
deformação. É possível distinguir acidentes maiores (ou ramos) desta faixa de cisalhamento entre a região do Porto e
Albergaria-a-Velha que tomam as seguintes denominações, a saber (CHAMINÉ,
2000): i) ramo Oeste da faixa de cisalhamento
de Porto–Albergaria-a-Velha — desenvolvese desde a região de Carvoeiro–Mouquim
(Albergaria-a-Velha) até próximo a Fiães,
pondo em contacto as unidades da ZOM
com as unidades do Paleozóico inferior da
ZCI (sinforma de Carvoeiro–Caldas de S.
Jorge); nesta última localidade materializa-se por falhas discretas, de direcção NWSE, no granitóide pós-tectónico de
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Lavadores. Este segmento da faixa de cisalhamento passa na cidade do Porto, entre a
Arrábida e o Castelo do Queijo (Forte de S.
Xavier), contactando tectonicamente com
o Complexo Metamórfico da Foz do Douro
(ZOM) e o granitóide sin-tectónico do
Porto, localmente orientado e deformado
(NORONHA & LETERRIER, 2000;
CHAMINÉ, 2000; CHAMINÉ et al.,
2003); ii) ramo Leste da faixa de cisalhamento de Porto–Albergaria-a-Velha — corresponde ao contacto tectónico, de orientação
média NNW-SSE, que se faz entre o
quartzito 'Armoricano' e o Complexo
Xisto-Grauváquico (Grupo das Beiras
indiferenciado) desde a região de Caldas de
S. Jorge até Ribeira de Fráguas–Carvoeiro;
iii) outros acidentes, sub-paralelos aos
anteriores, com alguma importância
regional e que se enquadram na faixa de
cisalhamento em apreço (e.g., falha do
Porto, falha do “Filão Metalífero das
Beiras”, falha de Pigeiros–Milheirós de
Poiares–Pindelo).
Para além dos acidentes que acabamos
de descrever, foi também reconhecida uma
rede de acidentes tectónicos de natureza
frágil, gerada durante as fases tardi a pósvariscas, que se encontra em regra subordinada aos sistemas de fracturação de atitudes NNE-SSW a ENE-WSW e NW-SE
a NNW-SSE (figura 4). São também de
alguma importância os sistemas de fracturas, de orientação N-S a NNW-SSE e suas
conjugadas, discretas, E-W a NNE-SSW.
Estes últimos alinhamentos, devido ao
processo de reactivação de estruturas e
como resposta de um substrato pré-deformado sujeito a um campo de tensões tectónicas, correspondem a direcções de cisalhamento dúcteis desenvolvidas nas fases
Geomorfologia e geologia regional 85
tardias da orogenia varisca (e.g., RIBEIRO
et al., 1979; CABRAL, 1995).
A observação de diversos indicadores
cinemáticos mesoscópicos que evidenciam, de uma forma constante, uma movimentação direita aponta para a existência
de uma cinemática transcorrente associada a mecanismos de deformação com
importante componente não-coaxial,
podendo muito provavelmente ocorrerem
situações de cisalhamento simples. Aliás a
região em estudo encontra-se directamente relacionada com a sua estrutura maior, a
faixa de cisalhamento de Porto– Coimbra–
Tomar, que se caracteriza por ser um
importante megacisalhamento direito com
uma complexa evolução geodinâmica
desde os tempos paleozóicos (e.g., RIBEIRO et al., 1979; GAMA PEREIRA,
1998; RIBEIRO et al., 1995; DIAS &
RIBEIRO 1993).
Do exposto pode-se então concluir
que a faixa de cisalhamento de Porto–
Coimbra–Tomar (ZOM/ZCI) é constituída por megaestruturas de primeira
ordem, podendo as falhas cartografadas
ser interpretadas como diversos ramos do
acidente tectónico principal e/ou estruturas secundárias associadas. Faixas de cisalhamento deste tipo sublinham habitualmente o contraste entre diferentes níveis
crustais nos quais determinadas estruturas se manifestam com uma geometria
típica, por exemplo, estrutura em flor, ou
estrutura ‘Riedel’ (e.g. RIBEIRO, 2002).
Estas geometrias reforçam a existência de
vários ramos de um acidente tectónico
principal ou de uma faixa de cisalhamento com estruturas dúcteis, ductéis-frágeis
e frágeis.
86 Araújo et al.
CAD. LAB. XEOL. LAXE 28 (2003)
Figura 4. Morfologia da região a sul do Porto com base nas folhas 122, 133 da Carta Militar 1:25000
(equidistância = 10m), assinalando os principais lineamentos tectónicos.
CAD. LAB. XEOL. LAXE 28 (2003)
4. COBERTURAS FINI-TERCIÁRIAS
4.1. Introducão
Os depósitos, genericamente considerados “plio-plistocénicos” (cf. OLIVEIRA
et al., 1992), ocupam a área aplanada
situada a Oeste do relevo marginal (plataforma litoral), bem como as áreas aplanadas que se situam a Leste do referido relevo, na proximidade do vale do rio Douro.
A primeira abordagem que caracteriza
a plataforma litoral como uma área aplanada é desmentida por uma observação de
pormenor: geralmente é possível identificar, nessa plataforma, tramos aplanados,
separados por faixas de maior declive, originando uma escadaria cujos degraus, apesar de suavizados pelos processos erosivos
pós-deposicionais, ainda são claramente
perceptíveis no terreno. Os afloramentos
de depósitos coincidem com as áreas aplanadas, enquanto que os taludes que as
separam normalmente são talhados no
substrato rochoso.
Embora o grande número de afloramentos cartografados nas cartas geológicas
de Portugal (e.g., TEIXEIRA et al, 1962;
OLIVEIRA et al., 1992) nos possa levar a
pensar que se trata de uma área onde os
depósitos estão bem preservados, o registo
sedimentar na plataforma litoral da região
do Porto está longe de ser contínuo e
espesso. Além disso, os depósitos de fácies
continental apresentam uma natural
diversidade em termos sedimentológicos,
a que se junta uma certa dispersão altimétrica (entre 130m e 50m de altitude, no
sector considerado). Por tudo isto, o estabelecimento de uma cronologia para estes
depósitos não foi uma tarefa fácil e tem,
ainda, um carácter algo provisório, embo-
Geomorfologia e geologia regional 87
ra pareça ser congruente com o que se conhece em outros locais.
Uma das conclusões mais interessantes
que pudemos extrair das análises sedimentológicas realizadas nas amostras de depósitos da plataforma litoral foi que muitos
destes depósitos são de origem continental
e não de origem marinha (praias levantadas) como era geralmente aceite nos primeiros trabalhos publicados sobre o
assunto (e.g., O. RIBEIRO et al., 1943,
TEIXEIRA & ZBYSZEWSKI, 1952;
TEIXEIRA, 1979). Na nossa abordagem,
o estabelecimento da cronologia relativa
partiu de uma comparação das características essenciais (altitude e posição relativamente ao relevo marginal, cor, alteração
do substrato rochoso, existência e importância das couraças ferruginosas e calibragem) dos vários afloramentos. Assim, e
numa primeira abordagem, os depósitos
de sedimentação continental da área em
apreço podem organizar-se em dois grandes conjuntos: a) depósitos de fácies continental, que ocorrem acima dos 50m; b)
depósitos marinhos, que se encontram
abaixo dos 40m.
A atribuição cronostratigráfica patente
nas cartas geológicas (9-C e 13-A;
CARRÍNGTON DA COSTA & TEIXEIRA, 1957; TEIXEIRA et al., 1962) foi
revista e fortemente simplificada, de
molde a que os diferentes depósitos fossem
classificados segundo os 3 grandes conjuntos que definimos (isto é, depósitos fluviais da fase I e da fase II e depósitos quaternários, essencialmente marinhos;
ARAÚJO, 1991), a saber:
i) As analogias existentes entre os
depósitos mais altos da plataforma, os
quais se situam na imediata proximidade
88 Araújo et al.
do relevo marginal, levam-nos a admitir
que esses depósitos pertenciam a um conjunto formado numa primeira fase de
deposição (fase I), depositada num contexto de planície litoral, por cursos de água de
baixa energia (dado o carácter fino, por
vezes até micáceo, que se encontra em
alguns dos cortes de depósitos desta fase,
nomeadamente no desaparecido corte da
Rasa, figura 5). De um modo geral, dentro
dos depósitos da fase I, foi possível identificar diversas unidades que aparecem associadas na maioria dos afloramentos.
Porém, nem todos os afloramentos apresentam a sequência completa, o que poderá significar que nem todas as unidades
(em relação com os sistemas deposicionais
aluviais) se depositaram em todos os locais
ou que algumas dessas unidades foram
destruídas pela erosão;
ii) A essa fase ter-se-iam seguido condições geomorfológicas muito contrastantes, dado
CAD. LAB. XEOL. LAXE 28 (2003)
que os depósitos posteriores evidenciam
características claramente torrenciais (fase II).
A prova de que se trata de episódios
diferentes, possivelmente separados por
um importante evento tectónico e climático está no facto de que os depósitos da
fase II contêm, em vários locais, blocos
de arenito com cores claras atribuíveis à
fase I (figura 6).
4.2. Os depósitos da fase I (Placenciano?)
Na área estudada (ARAÚJO, 1991) os
depósitos mais altos aparecem genericamente acima dos 100 metros de altitude,
podendo atingir cerca de 130m. Estes
depósitos foram geralmente considerados
Pliocénicos e identificados na Carta
Geológica de Portugal como P’ e P’’ (e.g.,
CARRÍNGTON DA COSTA & TEIXEIRA, 1957; TEIXEIRA et al., 1962). O
melhor local para observar a sequência das
unidades da fase I era a Rasa de Baixo
Figura 5. Corte do depósito da Rasa mostrando o perfeito aplanamento da base e o seu basculamento para Leste.
CAD. LAB. XEOL. LAXE 28 (2003)
(também designada como Telheira), uma
antiga exploração de caulino, situada na
base do relevo marginal (figura 5).
Actualmente, a exploração está desactivada e, devido à utilização da imensa cratera
resultante da exploração do caulino como
vazadouro de entulhos, o corte há muito
deixou de ser observável. Os cortes de
Canelas e do Carregal foram também parcialmente destruídos, ficando como melhor representante deste tipo de depósitos,
na área compreendida entre o rio Douro e
a latitude de Espinho, o corte de Aldeia
Nova, a Leste do Relevo Marginal (REBELO, 1975). Também nessa área, devido à
intensa urbanização que se verifica, alguns
dos novos cortes têm sido rapidamente
destruídos e o seu estudo torna-se uma
tarefa cada vez mais urgente.
A sequência para os depósitos da fase I,
definida no corte da Rasa de Baixo, apresentava, de baixo para cima:
Geomorfologia e geologia regional 89
i - base com blocos, os quais por vezes
possuem cerca de 1m de diâmetro (I-A);
estes blocos podem ser de granito completamente alterado (Rasa de Cima) ou de
quartzo filoniano (Aldeia Nova de
Avintes);
ii - camada rica em elementos micáceos, com cor cinza esverdeada, aparentemente resultante de uma situação de baixa
energia (I-B);
iii - unidade superior, um pouco mais
grosseira (areão e seixos) com estratificação
entrecruzada (I-C). As áreas de topo do
depósito apresentavam, com alguma frequência, um forte encouraçamento. Nos
casos em que o depósito é pouco espesso,
esse encouraçamento pode atingir a respectiva base. Parece-nos evidente que o
processo de encouraçamento ocorreu
depois da formação das unidades inferiores
do depósito, que apresentavam uma cor
branca característica, contrastando com a
cor avermelhada/acastanhada do topo.
Figura 6. Base do depósito da Fase II englobando blocos dos depósitos da Fase I (fundações do
Centro Comercial, Candal – Vila Nova de Gaia).
90 Araújo et al.
Também na margem esquerda do rio
Douro, agora a montante do relevo marginal, na área de Aldeia Nova de Avintes,
existe um depósito que se desenvolve
numa faixa paralela ao rio Douro. Esta
faixa, com cerca de 4km de comprimento, embora com algumas interrupções,
estende-se desde Cabanões, em Avintes
(106m), até Arnelas (134m) e reaparece
em Lever, ainda na margem esquerda do
rio Douro. Os novos cortes entretanto
abertos na área de Aldeia Nova confirmam a existência de bastantes semelhanças relativamente aos depósitos da plataforma litoral, nomeadamente a ocorrência
de níveis micáceos esverdeados. As principais diferenças dos depósitos de Aldeia
Nova de Avintes relativamente aos da
plataforma litoral (Rasa e Carregal) prendem-se com um maior calibre dos blocos
da base, uma composição litológica diferente (quartzo e quartzitos versus granitos
no depósito da Rasa), um encouraçamento mais intenso e a existência de níveis
finos cinza-esverdeados menos espessos.
Estas diferenças podem explicar-se por
um carácter mais proximal do depósito
de Aldeia Nova e pelas características xistentas do respectivo bed-rock. Com efeito,
o maior conteúdo em ferro dos xistos do
Complexo Xisto-Grauváquico, relativamente aos granitos alcalinos, bem como a
menor permeabilidade dos alteritos,
podem ter contribuído para uma maior
intensidade da acumulação de ferro e para
uma mais intensa formação de couraças.
Na margem direita do rio Douro, em
Gandra (Gondomar), encontra-se uma
outra mancha, atribuível ao mesmo
momento. Este depósito apresenta, além
CAD. LAB. XEOL. LAXE 28 (2003)
de elementos muito grosseiros, fenómenos
de intenso encouraçamento, responsáveis
pela existência de arenitos e conglomerados ferruginosos, muito resistentes, que
atingem uma espessura superior a 1,5m. A
montante, na região de Medas, observamse dois depósitos escalonados. O mais alto
(culmina a 162m) pode observar-se nas
barreiras do campo de futebol de Medas.
REBELO (1975) estabelece uma correlação entre o depósito do campo de futebol
de Medas e o depósito de Aldeia Nova de
Avintes. Essa opção justifica-se porque,
apesar das características proximais dos
depósitos de Medas relativamente aos de
Aldeia Nova ou da Rasa, existem algumas
semelhanças, nomeadamente no que respeita ao predomínio de cores claras. Além
disso, em ambos os casos, trata-se dos afloramentos situados a maior altitude em
cada um dos locais em questão. Ora, numa
área que está a sofrer um processo de soerguimento mais ou menos contínuo, como
é o caso desta região (REBELO, 1975;
CABRAL, 1995), os depósitos mais altos
deverão ser, em princípio, aqueles que
estão a sofrer movimentação há mais
tempo, isto é, os mais antigos.
Naturalmente isso só se verifica dentro
de áreas próximas que pertençam ao
mesmo “bloco” e que, por isso, tenham
sofrido uma taxa de movimentação idêntica. É evidente que a hipótese se torna
tanto mais plausível quando existem
semelhanças de fácies que corroboram as
indicações fornecidas pela posição relativa
dos depósitos. É o caso dos depósitos de
Aldeia Nova e da Rasa, que, sendo os culminantes nas respectivas áreas, apresentam
semelhanças que sugerem que se poderiam
CAD. LAB. XEOL. LAXE 28 (2003)
ter formado numa mesma fase de sedimentação. A riqueza em caulinite (mais de
90%) dos depósitos desta fase e a elevada
cristalinidade deste mineral, sugerem uma
formação num clima quente e húmido.
A existência de uma unidade mais
grosseira no topo da formação indicaria
uma certa degradação climática no sentido
de condições mais resistáticas (ERHART,
1956). O encouraçamento poderia relacionar-se com um processo de acumulação
lateral de ferro em áreas pantanosas na
proximidade dos cursos de água (THOMAS, 1994). Um descida do nível freático
permitiria a precipitação do ferro e converteria o antigo leito fluvial numa couraça
conglomerática, como a que se podia
observar num local, significativamente,
designado de “Pedras Negras” (Sto.
Ovídio, Vila Nova de Gaia).
A base do depósito da Rasa, como já
tinha sido notado por O. RIBEIRO et al.
(1943), inclinava nitidamente para Leste
(figura 5). O basculamento da base deste
depósito para Leste, em direcção ao relevo
marginal, só pode explicar-se devido a
actividade tectónica pós-deposicional. Por
sua vez, o depósito de Aldeia Nova apresenta níveis micáceos inclinando claramente para Oeste com pendores relativamente elevados que também sugerem actividade tectónica pós-deposicional.
Para explicar o basculamento dos
depósitos da fase I de um lado e de outro
do relevo marginal teremos que admitir a
existência de falhas, situadas na sua base, o
que acaba por nos levar a interpretar o
relevo marginal como um horst, com uma
orientação geral NNW-SSE, cuja surreição
será, pelo menos em parte, posterior aos
depósitos da fase I.
Geomorfologia e geologia regional 91
4.3. Os depósitos da fase II
Os depósitos da fase II são muito mal
calibrados e apresentam blocos muito
grosseiros na base (Pedrinha, Valbom).
Podem ocorrer finas crostas ferruginosas
com espessuras que não ultrapassam um
centímetro. Porém, nunca encontramos
couraças, como as que existem nos depósitos da fase anterior. Estes depósitos aparecem em dois tipos de enquadramentos:
i - na imediata proximidade do vale do
rio
Douro
(Pedrinha,
Valbom,
Coimbrões), o que faz supor que nesse
momento talvez o rio Douro já estivesse
canalizado, mas teria um comportamento
muito torrencial;
ii - ao longo de uma faixa paralela e
situada a Oeste do relevo marginal. Não
encontramos nenhum caso em que os
depósitos da fase II se sobrepusessem aos
anteriormente referidos. Situam-se, geralmente, um pouco mais para Oeste, a altitudes mais baixas, compreendidas entre
100 e 50m. Em diversos locais (nomeadamente na barreira situada próximo da
ponte da Arrábida, Candal) observamos
casos em que blocos de arenito esbranquiçado, típicos da fase I, estavam englobados
nos depósitos da fase II, junto à respectiva
base, o que prova a anterioridade daqueles
depósitos e o facto de se encontrarem a
constituir relevo no momento em que os
depósitos da fase II se estariam a formar.
Porém, se há depósitos da fase II que
podem corresponder a um período torrencial do curso do rio Douro, até porque aparecem conservados na proximidade do seu
vale (caso descrito em 1), a organização
espacial dos restantes depósitos da “fase II”
(caso 2) mostra, claramente, que os respec-
92 Araújo et al.
tivos afloramentos se distribuem paralelamente ao relevo marginal e não parece
plausível relacioná-los com o traçado do
rio Douro. Tratam-se, como já referimos,
de depósitos resultantes de hidrodinâmica
torrencial, apresentando, em corte,
sequências granodecrescentes com canais
preenchidos por elementos mais grosseiros
na base e camadas granulometricamente
mais finas e texturalmente compactas para
o topo. Estes aspectos sugerem que se trata
de leques aluviais formados à saída de um
relevo em surreição. Nestas circunstâncias,
parece plausível a hipótese de que teria
sido o “relevo marginal” a área de origem
dos depósitos da fase II. Assim sendo, a
respectiva actividade poderá ser ligeiramente anterior, ou correlativa, da formação destes depósitos.
Além da actuação tectónica é de supor
a existência de uma situação de crise climática que condicionou a deposição
torrencial destes depósitos e possibilitou o
transporte de elementos de grande calibre
(na Pedrinha é possível observar blocos
com cerca de 0,5m de diâmetro). Estes
teriam uma granulometria mais grosseira
na proximidade das cristas quartzíticas (a
Pedrinha fica a 6 km dos primeiros afloramentos quartzíticos da serra de Valongo),
e menos grosseira nas zonas distais
(Coimbrões situa-se a 11 km dos referidos
afloramentos). A esta crise climática parecem seguir-se condições climáticas mais
regulares, responsáveis por um regime
hidrológico menos contrastante. Com efeito, em alguns locais (Av. Marechal Gomes
da Costa, no Porto), no topo de formações
do tipo debris-flow, verifica-se a deposição
de materiais melhor calibrados e compatíveis com uma drenagem organizada (fase
CAD. LAB. XEOL. LAXE 28 (2003)
II-B). Estes depósitos encontram-se apenas
na proximidade do vale do rio Douro e
poderão corresponder a um momento em
que houve enfraquecimento no regime
torrencial que tinha no início da fase II.
Alguns destes depósitos estão claramente afectados pela tectónica. Esta manifesta-se, por vezes, através de movimentos
compressivos, traduzidos na existência de
falhas inversas, como no caso do Juncal,
em Espinho (figura 7), e dos Pinhais da
Foz, no Porto (ARAÚJO, 1995, 1997).
Curiosamente, em ambos os casos referidos, as falhas identificadas situam-se
muito perto do limite entre os depósitos
fluviais e os depósitos marinhos que se
encontram, na plataforma litoral, a cotas
inferiores a 40m.
4.4. Tentativas de correlação e
enquadramento estratigráfico
O enquadramento estratigráfico destes
depósitos (figura 8) é uma das tarefas mais
difíceis com que nos deparamos
(ARAÚJO, 1991). Com efeito, nenhum
dos depósitos estudados apresentou até à
data, fósseis. Por isso, as correlações têm
que ser feitas através de semelhanças de
litofácies. Porém, os afloramentos cenozóicos apresentam uma grande variabilidade
de espessura, de fácies, de ordenação
sequencial e de composição petrológica e
mineralógica que resulta incompatível
com um único e simultâneo contexto paleogeográfico e paleoclimático (MARTÍNSERRANO, 2000). Por isso mesmo,
quando se admite que essas correlações são
pertinentes, apesar da variabilidade acima
referida, existem, geralmente, variações
significativas nas idades atribuídas por
CAD. LAB. XEOL. LAXE 28 (2003)
Geomorfologia e geologia regional 93
Figura 7. Falha do Juncal (Espinho). Direcção NNW-SSE; pendor 70°W. A base do depósito é visível à esquerda. Trata-se de uma falha inversa com um rejeito aparentemente superior a 1m, já que
a base do depósito, rica em elementos grosseiros, apenas aparece no bloco levantado (bloco da
esquerda). No bloco abatido apenas se observa um nível fino do depósito. A base grosseira estaria
subjacente, a um nível não observável.
94 Araújo et al.
CAD. LAB. XEOL. LAXE 28 (2003)
Figura 8. Esboço geomorfológico da área de Lavadores.
diferentes investigadores, o que coloca, à
partida, algumas dúvidas relativamente à
validade e utilidade desse processo
(PEREIRA, 1997).
Desde os anos cinquenta que os depósitos da plataforma litoral da região do
Porto têm sido considerados “plio-plisto-
cénicos” (e.g., TEIXEIRA, 1949; 1979).
A utilização das siglas P’, P’’ e Q (e.g.,
TEIXEIRA et al., 1962) sugere, justamente, uma oposição entre os depósitos
mais antigos, tidos como pliocénicos e os
restantes, atribuídos a diversas fases dentro do Quaternário. Isto significa que
CAD. LAB. XEOL. LAXE 28 (2003)
sempre se admitiu que os episódios cenozóicos mais antigos (paleogénicos e miocénicos) referidos em diversos locais do
País (nomeadamente Trás-os-Montes) não
se encontram nesta área. Efectivamente,
os depósitos estudados não parecem
poder paralelizar-se com as formações
paleogénicas e miocénicas conhecidas em
Trás-os-Montes.
Admitindo como boa a exclusão de
depósitos paleogénicos e miocénicos,
resta-nos a hipótese de que os depósitos da
fase I se situem no Pliocénico. Com efeito,
parece-nos que, a acreditar nas grandes
fases de sedimentação cenozóica estabelecidas por MARTÍN-SERRANO (2000),
os depósitos da fase I podem ser os correlativos das “fases ocres” referidas no interior
da Península, correspondentes ao topo do
enchimento Terciário e atribuídas ao
Pliocénico.
Se atentarmos na descrição da Formação
de Mirandela (PEREIRA, 1997) segundo a
qual os depósitos que constituem esta unidade se caracterizam especialmente pela
cor esbranquiçada ou amarelada, pelo
carácter conglomerático, com clastos
quartzosos e quartzíticos numa matriz arenosa quartzo-feldspática e com caulinite
largamente dominante na fracção argilosa,
apercebemo-nos das semelhanças que existem entre os depósitos da fase I e a referida Formação de Mirandela, o que poderia
situá-los no Pliocénico (Placenciano?). Os
depósitos da fase II apresentam, pelo contrário, características que fazem supor um
clima bastante diferente. Com efeito, a má
calibragem e a grande dimensão que
alguns dos elementos existentes no depósito da Pedrinha apresentam sugerem um
clima com uma certa tendência para a ari-
Geomorfologia e geologia regional 95
dez. Além disso, os depósitos da fase II
aparecem embutidos nas superfícies culminantes da plataforma litoral, superfícies
essas onde ocorrem os depósitos da fase I.
O jogo da tectónica, com uma tendência
persistente para o levantamento, bem
como a proximidade do nível de base e a
existência de uma possível regressão
Vilafranquiana, poderá explicar o embutimento das superfícies que suportam os
depósitos da fase II relativamente às superfícies culminantes. Essa ideia é congruente com um modelo do tipo de rotura sedimentar que CABRAL (1995) retoma de
Martín-Serrano, e que aponta para a existência de uma fase de erosão que retoca e
rebaixa a superfície estrutural fini-neogénica (nível de colmatação) e desenvolve
pedimentos no flanco de relevos.
Embora existam diferenças importantes, dado que no Noroeste da Península
Ibérica o clima teria sido diferente do da
região dos Montes de Toledo ou da região
envolvente da Cordilheira Central, as
características dos depósitos da fase II
sugerem que estes poderiam ser equivalentes às rañas. Também a sua posição estratigráfica, face à sua localização entre os
depósitos aparentemente pliocénicos da
fase I e os depósitos claramente quaternários, aponta para um certo paralelismo
com as rañas, o que permitiria sugerir uma
cronologia próxima da transição
Pliocénico-Quaternário
(FERREIRA,
1993). Assim, face aos dados disponíveis
no momento, parece-nos ser verosímil um
modelo de evolução neogénica feita de
dois momentos contrastantes atribuíveis,
por analogia com o que se sabe da evolução
em Trás-os-Montes oriental (PEREIRA,
1997) ao Placenciano e Vilafranquiano.
96 Araújo et al.
5. A EVOLUÇÃO QUATERNÁRIA E O
ESCALONAMENTO DOS DEPÓSITOS
MARINHOS
Desde o topo da plataforma litoral até
altitudes de cerca de 50m todos os depósitos que encontramos apresentam fácies
continentais. Os depósitos inequivocamente marinhos apresentam-se em manchas de dimensões, geralmente, inferiores
às dos depósitos fluviais e a altitudes inferiores a 40m.
Uma análise comparativa veio confirmar a existência de três conjuntos de
depósitos marinhos, que passamos a designar, por ordem cronológica do mais antigo
para o mais recente, como nível 1 (o mais
antigo), nível 2 e nível 3. O uso da designação de “níveis” não representa uma adesão às teorias fixistas do eustatismo, mas
apenas o facto de os depósitos marinhos
poderem ser sistematizados em conjuntos,
que, em cada sector, se apresentam escalonados. Com efeito, estes “níveis” foram
definidos, essencialmente, através de critérios sedimentológicos, já que, como veremos, a situação altimétrica dentro de cada
um deles é variável. Infelizmente, é raro
encontrar locais onde todos estes níveis
estejam expostos. O único local onde conseguimos definir os três níveis propostos
foi na área de Lavadores (Canidelo), onde
se apresentam em escadaria. Por isso, as
altitudes indicadas para cada “nível”, salvo
informação em contrário, correspondem à
altitude com que o mesmo se encontra na
área de Lavadores.
Os depósitos que se apresentam em
manchas mais extensas são, normalmente,
aqueles que se situam na proximidade dos
depósitos fluviais, a altitudes compreendi-
CAD. LAB. XEOL. LAXE 28 (2003)
das entre 30 e 37m. Tratam-se de depósitos geralmente espessos, que assentam
sobre um substrato rubefacto, bastante
alterado, e que designaremos como “nível
1”. Os depósitos do “nível 2” (figura 9)
apresentam uma certa ferruginização (cor
acastanhada), assentam sobre um substrato
cuja alteração, menos intensa que a do
nível precedente, lhe confere uma cor
esbranquiçada, e situam-se a altitudes de
18-15m. Enquanto que os depósitos do
“nível 3” aparecem a cotas geralmente
inferiores a 10m, e em certos locais chegam a atingir o nível actual das marés baixas (praias de Francelos, da Aguda e da
Granja). Apresentam uma cor castanha,
que corresponde a uma ferruginização bastante intensa, que os transforma, por
vezes, em verdadeiros conglomerados. O
seu bed-rock apresenta apenas uma alteração incipiente e uma pâtine castanha ou
alaranjada, obviamente relacionada com a
migração de ferro que condicionou a
cimentação do depósito suprajacente.
O estudo do escalonamento dos depósitos marinhos dos diversos sectores da área
estudada, bem como das respectivas características sedimentológicas, permitiu concluir que os depósitos atribuíveis ao
mesmo “nível” não se situam sempre à
mesma altitude. Desenvolvem-se segundo
um padrão irregular, em que se detecta
uma tendência para uma descida das altitudes para Sul, como se o bloco em que se
situam estivesse basculado para Sul, em
direcção à orla ocidental meso-cenozóica
(ARAÚJO, 1997). Esse padrão irregular
sugere a existência de interferências entre
esse basculamento e movimentos oblíquos
à mesma (isto é, transversais ou oblíquas em
relação à linha de costa). Efectivamente,
CAD. LAB. XEOL. LAXE 28 (2003)
Geomorfologia e geologia regional 97
Figura 9. Depósito marinho representativo do nível II (Lavadores 18-20m). Notar o arqueamento
definido pelos leitos de seixos.
parecem existir deformações recentes,
afectando depósitos, presumivelmente, do
último período interglaciário. O caso mais
notório verifica-se na praia do Sampaio
(Labruge-Vila do Conde), onde se encontram dois afloramentos de depósitos, provavelmente, do último interglaciário, a
altitudes bastante diversas (5 e 9 m;
ARAÚJO, 1994).
Essas deformações traduzir-se-iam,
também, em desníveis rigidamente alinhados existentes nas plataformas de erosão
marinha e no desenvolvimento de algumas “arribas” que não passam de escarpas
de falha, situação que é, de novo, o caso da
praia de Sampaio (ARAÚJO, 1991,
1994). Num litoral onde as variações quaternárias do nível do mar se imprimiram
sobre um continente com movimentos
tectónicos aparentemente diferenciados, a
identificação da parte que cabe à tectónica e ao eustatismo terá que ser feita por
aproximações sucessivas. Porém, pensamos que só uma abordagem multidisciplinar permitirá uma correcta compreensão da morfologia dos sectores rochosos
desta faixa litoral.
6. A TECTÓNICA E A ORGANIZAÇÃO
DO RELEVO
O mapa da figura 10 mostra bem em
que medida o relevo marginal tem um
desenvolvimento essencialmente rectilíneo, sofrendo apenas leves indentações
provocadas pela incisão dos pequenos cursos de água que nascem na sua base e têm
percursos da ordem de 5 a 6 km de comprimento, com curso limitado à plataforma litoral. A antiga ideia de que o relevo
marginal poderia corresponder a uma
“arriba fóssil” terá de ser reequacionada, já
que os depósitos situados no seu sopé têm
origem fluvial. Como dissemos acima,
98 Araújo et al.
CAD. LAB. XEOL. LAXE 28 (2003)
Figura 10. Mapa geomorfológico de síntese.
CAD. LAB. XEOL. LAXE 28 (2003)
próximo do limite ocidental do relevo
marginal encontramos o megacisalhamento de Porto–Tomar que corresponde, localmente, ao contacto tectónico entre o substrato metassedimentar do Proterozóico
(ZOM) e a mancha de granitos pós-tectónicos de Lavadores.
CABRAL & RIBEIRO (1989) assinalaram, na margem esquerda do Douro,
dois lineamentos estruturais com registo
de movimentação recente, para além do
acidente de Porto-Tomar, situados em
posição idêntica à do relevo marginal.
Parece, assim que a margem sul do Douro
é uma área particularmente controlada,
sob o ponto de vista tectónico.
Efectivamente, tratando-se de um acidente tectónico que rejogou diversas vezes e,
uma vez, que para além da falha principal,
existem vários acidentes secundários, mas
de grande importância na estruturação do
relevo regional.
O perfil da figura 11 foi construído de
modo a que, partindo da linha de costa,
Geomorfologia e geologia regional 99
atravessasse o relevo marginal e passasse
pelos depósitos fluviais existentes na margem esquerda do Douro, na área de Aldeia
Nova de Avintes. É particularmente curioso o facto de os depósitos da fase I, dum
lado e doutro do relevo marginal, aparecerem basculados em direcção a este, o que
coincide com a situação de facto observada
no terreno. Dado que a litologia do substrato raramente facilita a identificação de
deslocações tectónicas, estas poderão ser
inferidas essencialmente por critérios geomorfológicos. É esse o caso dos abruptos
visíveis no corte que foram marcados como
acidentes tectónicos verticais. Porém, é
quase certo que algumas destas falhas
sejam inversas. Uma certa tendência para
movimentos de tipo compressivo estaria
de acordo com observações de campo feitas
em diversos locais (Gião, Pinhais da Foz,
Juncal; ARAÚJO, 1991, 1995, 1997) que
mostram que, efectivamente, a maior
parte dos acidentes tectónicos que afectam
os depósitos cenozóicos da área em estudo
são falhas inversas.
Figura 11. Corte geológico realizado entre a foz da Ribeira de Canelas e a margem esquerda do
Douro. Para a caracterização dos depósitos (FI, FII, T1, T2 e T3) ver texto. As falhas propostas,
com excepção daquela que separa a faixa metamórfica de Porto–Albergaria-a-Velha do granito de
Lavadores foram marcadas a partir de critérios geomorfológicos.
100 Araújo et al.
Seja qual for o tipo de falhas em presença, no seu conjunto, o relevo marginal
parece corresponder a um horst. Tal como é
sugerido por DAVEAU (1987), relativamente ao litoral da Estremadura, os acidentes tectónicos que o delimitam terão
jogado posteriormente à formação dos
depósitos mais antigos da plataforma litoral. Quer no caso do depósito do Carregal
quer no caso do depósito de Aldeia Nova,
a respectiva conservação parece estar na
dependência de uma situação em ângulo
de falha, bastante evidente no caso do
depósito do Carregal.
O mapa da figura 4 é particularmente
representativo dos constrangimentos geológico-estruturais no desenvolvimento
geomorfológico da área a Sul da foz do
Rio Leça. São óbvios uma série de lineamentos estruturais com relevância sob o
ponto de vista geomorfológico. Estes
encontram-se nas seguintes situações: i delimitando troços rectilíneos do relevo
marginal; ii - sublinhando tramos do traçado do rio Douro e dos seus afluentes (rio
Febros, na margem esquerda e rio Tinto,
na margem direita).
Um outro aspecto interessante tem a
ver com um “degrau” que parece fazer a
separação entre as áreas da plataforma litoral situadas abaixo e acima dos 50 metros.
Trata-se de um alinhamento praticamente
N-S entre as praias de Lavadores e de
Miramar e que, a Sul desta última, roda
ligeiramente para NNW. É muito interessante verificar que este alinhamento coincide com a separação entre depósitos
marinhos e fluviais. Trata-se de uma hipótese levantada por ARAÚJO (1991), mas
que ganha maior visibilidade a partir desta
forma de representação (figura 2), ou seja,
CAD. LAB. XEOL. LAXE 28 (2003)
posteriormente à formação dos depósitos
da fase II, terá havido um abatimento da
fachada ocidental, que colocou esta faixa
deprimida ao alcance do mar aquando dos
períodos interglaciários. A clara separação
entre os depósitos fluviais e marinhos
teria, assim, uma razão de ordem tectónica. É curioso verificar que existe uma espécie de avanço, uma deslocação para Oeste
das áreas acima dos 50m que rodeiam a foz
do rio Douro. Este facto sugere que o sector situado na imediata proximidade do
rio Douro é um pouco mais alto do que as
áreas envolventes. Isso pode acontecer por
duas ordens de razões:
i - este sector foi ligeiramente soerguido, o que vem provar a consistência da
hipótese deste rio ser antecedente em relação à subida das suas margens na área em
que ele atravessa o relevo marginal (grosso
modo situada entre a ponte da Arrábida e a
foz do rio Tinto);
ii - trata-se de uma área coberta por
depósitos fluviais da fase II. Estes depósitos são razoavelmente espessos e, dada a
sua permeabilidade ser superior à do substrato, podem ter contribuído para proteger
da erosão os locais onde existam depósitos,
relativamente, àqueles onde afloram os
xistos ou até mesmo os granitos. Isso permitiria a existência da projecção das curvas
de nível detectada na figura 2.
Os factos acima referidos conduzemnos a concluir que a neotectónica e/ou a
tectónica recente poderá ter tido, na plataforma litoral da região do Porto, uma
importância maior do que geralmente lhe
é atribuída. Não devemos esquecer-nos
que estamos numa área em que a probabilidade de movimentações tectónicas é particularmente grande, devido à passagem
CAD. LAB. XEOL. LAXE 28 (2003)
de uma falha ainda activa, a faixa de cisalhamento de Porto-Tomar, muito próximo
desta faixa costeira. É provável que os
novos impulsos tectónicos actuantes
durante o Quaternário (RIBEIRO, 1984)
tenham feito rejogar antigas fracturas
tardi-variscas situadas perto desta importante zona de cisalhamento, acabando por
produzir um relevo com uma orientação
geral próxima das suas estruturas. Tem
que se ter também em conta que depois do
Cretácico a Península Ibérica sofreu um
rejuvenescimento escalonado da fracturação antiga, além da formação de novos sistemas de fracturas que ainda hoje estão,
em parte, activos (RIBEIRO, 2002).
A observação do mapa da figura 10
mostra ainda um outro facto bastante
curioso. A margem direita do rio Tinto
tem uma configuração claramente rectilínea, com direcção NE-SW. O mesmo sucede com o sector mais a montante orientado por um alinhamento com direcção
NNE-SSW. Além disso, toda a área situada a Leste do rio Tinto parece corresponder
a um graben em forma de losango, delimitado pelo alinhamento da margem direita
do Rio Tinto, pela ribeira do Gramido (de
NE-SW a NNE-SSW) e pelo troço de
direcção NNW-SSE do Rio Douro, prolongado pelo seu afluente, o rio Febros
(figura 10). Parece, assim, confirmar-se a
importância dos lineamentos estruturais
na organização do relevo a Leste do Relevo
Marginal.
Na figura 12 apresenta-se um modelo
interpretativo da evolução fini-cenozóica
para a plataforma litoral entre a Foz do rio
Leça e Espinho. A variedade dos depósitos
e a incidência de diversas fases de movimentação tectónica, implica a necessidade
Geomorfologia e geologia regional 101
de definir as diferentes fases de deposição e
estabelecer a sua relação com movimentação tectónica. Esta terá actuado continuamente, embora com fases de maior intensidade, que se fizeram sentir por diversas
vezes. Assim, os depósitos da primeira fase
(Placenciano?) correspondentes a uma planície aluvial litoral foram afectados pela
actividade tectónica responsável pela edificação do relevo marginal.
A criação do relevo marginal estará na
origem dos depósitos de tipo leque aluvial
(fase II). Por sua vez, estes depósitos são
afectados por movimentos, provavelmente, transpressivos que poderão estar relacionados com a formação do degrau topográfico que separa os depósitos fluviais
dos marinhos. É a existência de um abatimento na área ocidental que permite a
invasão do mar e a deposição de antigas
praias na parte ocidental da plataforma
litoral. Estes depósitos marinhos, por sua
vez, também são afectados pela tectónica,
como pode deduzir-se da sua ocorrência a
diferentes altitudes ao longo da área em
estudo (ARAÚJO, 1997). Recentemente,
encontrámos, em Lavadores, provas da
deformação de depósitos marinhos por
uma actividade tectónica compressiva,
logo necessariamente muito recente. A
situação do corte em questão, junto à
praia de Lavadores e sugere que a proximidade da faixa de cisalhamento de
Porto-Tomar poderá estar na origem desta
movimentação.
Em regra, no litoral, as superfícies de
aplanação são muito pouco extensas. A sua
compartimentação pode ficar a dever-se, às
variações do nível do mar que aí se fazem
sentir com muito maior acuidade. Mas,
não é de negligenciar a hipótese de pode-
102 Araújo et al.
CAD. LAB. XEOL. LAXE 28 (2003)
Figura 12. Um modelo interpretativo da evolução fini-cenozóica para a
plataforma litoral entre a Foz do rio
Leça e Espinho.
CAD. LAB. XEOL. LAXE 28 (2003)
rem rejogar com movimentos epirogénicos
de blocos, possivelmente de origem isostática. Todos estes aspectos contribuem para
uma certa complexidade geomorfológica,
bem patente no mapa da figura 10. Isso
implica que o estudo da plataforma litoral
deva ser feito tomando em linha de conta
uma grande variedade de aspectos. Por
isso, o respectivo tratamento deverá ser
feito a uma escala de maior pormenor do
que aquela que é utilizada nas áreas em
que a compartimentação do relevo é, em
regra, menos intensa.
As ideias expostas anteriormente só
poderão confirmar-se cabalmente na medida em que haja correlações regionais entre
depósitos estribadas em datações radiométricas ou micropaleontológicas. Essas datações, em vias de realização na região entre
Porto e Águeda, serão, segundo esperamos, um instrumento de excelência para a
apoiar a construção de hipóteses mais consistentes.
Geomorfologia e geologia regional 103
AGRADECIMENTOS
Queremos manifestar a nossa gratidão ao
Gabinete de Estudos de Desenvolvimento e
Ordenamento do Território (GEDES) e ao
projecto TBA / ‘The Tertiary of CentralNorthern Portugal: basin analysis, stratigraphy and resources” (FCT-POCTI/
CTA/ 38659/ 2001), pelo financiamento
concedido. Este trabalho recebeu apoio dos
projectos PRAXIS/ CTA/ 82/ 1994
(Universidade do Porto), MODELIB/ FCT
(POCTI/ 35630/ CTA/ 2000– FEDER) e
de uma bolsa (SFRH/ BPD/ 3641/ 2000,
Universidade de Aveiro) para HIC. Aos
Drs. José Teixeira, Eduardo Carvalho e
Carla Ribeiro, o nosso agradecimento pelo
apoio nas ilustrações cartográficas.
Recibido: 4-VII-03
Aceptado: 14-VIII-03
104 Araújo et al.
REFERÊNCIAS
ARAÚJO, M. A. (1991). Evolução geomorfológica da
plataforma litoral da região do Porto. Universidade
do Porto. 534p., 1 anexo e 3 mapas. (tese de
doutoramento)
ARAÚJO, M. A. (1994). Protection and
Conservation of Sampaio Area (Labruge, Vila do
Conde, North of Portugal). In: “Littoral/94”
proceedings, Associação Eurocoast-Portugal,
IHRH (Instituto de Hidráulica e Recursos
Hídricos da Univ. do Porto) e ICN (Instituto de
Conservação da Natureza), II: 865-877.
ARAÚJO, M. A. (1995). Paleoambientes fini-terciários e quaternários no litoral da região do
Porto - Dinamica y Evolución de Medios
Cuaternarios. Actas do Simpósio Internacional sobre
Paleoambiente Quaternario na Península Ibérica,
Xunta de Galícia, Santiago de Compostela:
359-373.
ARAÚJO, M. A. (1997). A plataforma litoral da
região do Porto: Dados adquiridos e perplexidades. Estudos do Quaternário, APEQ, Lisboa, 1: 3-12.
BEETSMA, J. J. (1995). The late Proterozoic/
Paleozoic and Hercynian crustal evolution of the
Iberian Massif, N Portugal, as traced by geochemistry and Sr-Nd-Pb isotope systematics of preHercynian terrigenous sediments and Hercynian granitoids. Vrije Universiteit Amsterdam. 223 pp.
(Tese de doutoramento).
CABRAL, J. (1995). Neotectónica de Portugal
Continental. Mem. Inst. Geol. Min., Lisboa, 31:
1-251.
CABRAL, J. & RIBEIRO, A. (1989). Carta
Neotectónica de Portugal (escala 1:1000000). Serv.
Geol. Portugal, Lisboa.
CHAMINÉ, H. I. (2000). Estratigrafia e estrutura da
faixa metamórfica de Espinho–Albergaria-a-Velha
(Zona de Ossa-Morena): implicações geodinâmicas.
Universidade do Porto. 497 pp, 2 anexos, 3
mapas. (Tese de doutoramento).
CHAMINÉ, H. I.; GAMA PEREIRA, L. C.; FONSECA, P. E.; NORONHA, F. & LEMOS DE
SOUSA, M. J. (2003). Tectonoestratigrafia da
faixa de cisalhamento de Porto–Albergaria-aVelha–Coimbra–Tomar, entre as Zonas CentroIbérica e de Ossa-Morena (Maciço Ibérico, W
de Portugal). Cad. Lab. Xeol. Laxe, A Coruña.
(este volume)
COSTA, J. C. & TEIXEIRA, C. (1957). Carta
Geológica de Portugal na escala de 1/50 000.
CAD. LAB. XEOL. LAXE 28 (2003)
Notícia explicativa da Folha 9-C (Porto). Serv.
Geol. Portg. Lisboa. 38 pp.
DIAS, R. & RIBEIRO, A. (1993). Porto–Tomar
shear zone, a major structure since the beginning of the Variscan orogeny. Comun. Inst. Geol.
Min., 79: 31-40.
ERHART, H. (1956). La génèse des sols en tant que
phénomène géologique. Col. Évolution des
Sciences, Masson et Cie, Paris, 8: 1-90.
FERREIRA, A. B. (1993). As Rañas em Portugal :
significado geomorfológico e estratigráfico. In:
O Quaternário em Portugal, balanço e perspectivas.
ed. Colibri, Lisboa, APEQ: 7-15.
GAMA PEREIRA, L. C. (1987). Tipologia e evolução
da sutura entre a Zona Centro Ibérica e a Zona Ossa
Morena no sector entre Alvaiázere e Figueiró dos
Vinhos (Portugal Central). Universidade de
Coimbra. 331 pp. (Tese de doutoramento).
GAMA PEREIRA, L. C. (1998). A faixa de cisalhamento Porto–Tomar, no sector entre o Espinhal
e Alvaiázere (Portugal Central). In:
CHAMINÉ, H. I., DIAS, A. G., RIBEIRO, M.
A. & BORGES, F. S., Coords, 4ª Conferência
Anual GGET’98. Geologos, Porto, 2: 23-27.
GAMA PEREIRA, L. C. & MACEDO, C. A. R.
(1983). Sobre a idade dos granitos de Figueiró
dos Vinhos, Pedrogrão Grande e dum pegmatito pegmatito do Casal do Zote (Dornes) no sector da sutura Ossa-Morena-Zona Centro
Ibérica, a norte de Tomar (Portugal Central):
algumas implicações geotectónicas. Comun. Serv.
Geol. Portg., 69 (2): 265-266.
MARTÍN-SERRANO, A. (2000). El paisage del
área fuente cenozóica, evolución e implicaciones, correlación con el registro sedimentario de
las cuencas. Actas do 1º Congresso sobre o Cenozóico
de Portugal, Fac. Ciências da Univ. Nova de
Lisboa, Monte da Caparica: 21-32.
NORONHA, F. & LETERRIER, J. (2000).
Complexo metamórfico da Foz do Douro
(Porto). Geoquímica e geocronologia. Rev. Real
Acad. Galega Ciencias, Santiago de Compostela,
19: 21-42.
OLIVEIRA, J. T., PEREIRA, E., RAMALHO, M.,
ANTUNES, M. T. & MONTEIRO, J. H.,
[Coords.] (1992). Carta Geológica de Portugal à
escala 1/500 000, 5ª edição, 2 Folhas. Serviços
Geológicos Portugal. Lisboa.
PEREIRA, D. I. (1997). Sedimentologia e
Estratigrafia do Cenozóico de Trás-os-Montes
CAD. LAB. XEOL. LAXE 28 (2003)
Oriental (NE Portugal). Universidade do Minho,
Braga, 341 p. (Tese de doutoramento).
REBELO, F. (1975). Serras de Valongo: estudo de geomorfologia. Suplemento de “Biblos”, Univ.
Coimbra, 9: 1-194.
RIBEIRO, A. (1984). Néotectonique du Portugal.
Livro de Homenagem a Orlando Ribeiro,
Centro de Estudos Geográficos, Lisboa: 173182.
RIBEIRO, A. (2002). Soft plate and impact tectonics.
Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg. 324 pp.
RIBEIRO, A., ANTUNES, M. T., FERREIRA, M.
P., ROCHA, R. B., SOARES, A. F.,
ZBYSZEWSKI, G., ALMEIDA, F. M., CARVALHO, D. & MONTEIRO, J. H. (1979).
Introduction à la géologie générale du Portugal.
Serviços Geológicos de Portugal. Lisboa. 114
pp.
RIBEIRO, A., PEREIRA, E. & SEVERO GONÇALVES, L., 1980. Análise da deformação da
zona de cisalhamento Porto-Tomar na transversal de Oliveira de Azeméis. Comun. Serv. Geol.
Portg., 66: 3-9.
RIBEIRO, A.; PEREIRA, E.; CHAMINÉ, H. I. &
RODRIGUES, J. (1995). Tectónica do megadomínio de cisalhamento entre a Zona de OssaMorena e a Zona Centro-Ibérica na região de
Porto–Lousã. In: Sodré Borges, F. & Marques,
Geomorfologia e geologia regional 105
M., Coords, IV Congresso Nacional de Geologia,
Porto. Mem. Mus. Labor. miner. geol. Fac. Ciênc.
Univ. Porto, 4: 299-303.
RIBEIRO, A.; QUESADA, C. & DALLMEYER,
R.D. (1990). Geodynamic evolution of the
Iberian Massif. In: Dallmeyer, R. D. &
Martínez-García, E., Eds, Pre-Mesozoic Geology of
Iberia. Springer Verlag. Berlin, Heidelberg. pp.
397-410.
RIBEIRO, O., COTELO NEIVA, J. & TEIXEIRA,
C. (1943). Depósitos e níveis pliocénicos e quaternários dos arredores do Pôrto (Nota preliminar). Bol. Soc. Geol. Portg., 3 (1/2): 95-101.
TEIXEIRA, C. (1949). Plages anciennes et terrasses
fluviatiles du littoral du Nord-Ouest de la
Péninsule Ibérique. Bol. Mus. Lab. Min. Geol.
Fac. Ciências, Lisboa, 5ª série, 17: 33-48.
TEIXEIRA, C. (1979). Plio-Plistocénico de
Portugal. Com. Serv. Geol. Portugal, Lisboa, 65:
35-46.
TEIXEIRA, C.; PERDIGÃO, J. & ASSUNÇÃO,
C. T. (1962). Carta Geológica de Portugal à escala
de 1/50000. Notícia explicativa da folha 13-A
(Espinho). Serviços Geológicos de Portugal.
Lisboa. 28 pp.
THOMAS, M. (1994). Geomorphology in the Tropics: a
study of weathering and denudation in low latitudes.
John Wiley and Sons, Chichester. 460 pp.